酸洗預(yù)處理對(duì)大洋玄武巖Sr-Nd-Pb-Hf同位素組成的影響

張少威, 趙思宇, 楊 陽(yáng), 趙太平

酸洗預(yù)處理對(duì)大洋玄武巖Sr-Nd-Pb-Hf同位素組成的影響

張少威1, 2, 3, 趙思宇1, 2, 3, 楊 陽(yáng)1, 3*, 趙太平3, 4

(1. 中國(guó)科學(xué)院 廣州地球化學(xué)研究所, 同位素地球化學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 廣東 廣州 510640; 2. 中國(guó)科學(xué)院大學(xué) 地球與行星科學(xué)學(xué)院, 北京 100049; 3. 中國(guó)科學(xué)院 深地科學(xué)卓越創(chuàng)新中心, 廣東 廣州 510640; 4. 中國(guó)科學(xué)院 廣州地球化學(xué)研究所 礦物學(xué)與成礦學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 廣東 廣州 510640)

玄武巖的Sr-Nd-Pb-Hf同位素可以用來(lái)識(shí)別地幔源區(qū)組成。全球90%以上的幔源巖漿產(chǎn)出于海底, 因此目前學(xué)術(shù)界對(duì)地幔地球化學(xué)組成的認(rèn)識(shí)絕大多數(shù)建立在對(duì)大洋玄武巖研究的基礎(chǔ)上。然而幔源巖漿噴發(fā)到海底之后, 會(huì)不可避免地與海水發(fā)生不同程度的相互作用, 導(dǎo)致其同位素組成發(fā)生變化。X射線(xiàn)衍射分析顯示, 對(duì)大洋玄武巖樣品進(jìn)行酸洗處理, 可以有效去除樣品中的次生蝕變礦物, 大大降低海水蝕變作用對(duì)大洋玄武巖同位素組成的影響。本文系統(tǒng)匯總了前人已發(fā)表的大洋玄武巖樣品酸洗前后的Sr-Nd-Pb-Hf同位素?cái)?shù)據(jù), 結(jié)合本文對(duì)西南印度洋洋中脊玄武巖樣品開(kāi)展的Sr和Nd同位素分析, 發(fā)現(xiàn)酸洗前后大洋玄武巖的Sr、Pb同位素組成的變化較大, 其變化范圍明顯超過(guò)實(shí)驗(yàn)測(cè)試的誤差, 而Nd-Hf同位素組成變化相對(duì)較小。通過(guò)匯總國(guó)際玄武巖標(biāo)樣BCR-2、BHVO-2等樣品酸洗前后的Sr、Pb同位素?cái)?shù)據(jù)發(fā)現(xiàn), 酸洗處理可顯著提高標(biāo)樣數(shù)據(jù)的重現(xiàn)性。因此, 當(dāng)使用大洋玄武巖的同位素組成討論其母巖漿及地幔源區(qū)地球化學(xué)組成時(shí), 我們建議在測(cè)試分析同位素前對(duì)樣品和國(guó)際標(biāo)樣均進(jìn)行酸洗處理。除此之外, 本文總結(jié)了不同酸洗方法對(duì)酸洗效率的影響, 推薦使用6 mol/L的HCl至少進(jìn)行3次酸洗處理, 每次20 min, 以去除海水蝕變對(duì)大洋玄武巖Sr-Nd-Pb-Hf同位素組成的影響。

大洋玄武巖; 酸洗; Sr-Nd-Pb-Hf同位素; 海水蝕變

0 引 言

前人使用大洋玄武巖的87Sr/86Sr、143Nd/144Nd、206Pb/204Pb、207Pb/204Pb、208Pb/204Pb和176Hf/177Hf等同位素組成識(shí)別出地幔DMM、EM1、EM2、HIMU四個(gè)不同端元和FOZO組分以及PREMA組分(Dupré and Allègre, 1980, 1983; Depaolo, 1981; White and Hofmann, 1982; White, 1985; Zindler and Hart, 1986; Hamelin et al., 1986; Palacz and Saunders, 1986; Hofmann, 1988, 1997, 2003; Hart et al., 1989; Weaver, 1991; Stracke et al., 2005; Stracke, 2012), 并由此認(rèn)識(shí)到地幔內(nèi)部的成分是不均一的, 為研究地球內(nèi)部與地球表面的物質(zhì)循環(huán)提供直接的證據(jù)。因此, 大洋玄武巖樣品Sr-Nd-Pb-Hf同位素組成的準(zhǔn)確測(cè)定, 對(duì)于認(rèn)識(shí)地幔組成至關(guān)重要。然而, 大洋玄武巖樣品自噴發(fā)以來(lái)就在海水中浸泡, 不可避免地與海水發(fā)生相互作用, 因此, 厘清海水蝕變過(guò)程對(duì)大洋玄武巖樣品的影響對(duì)于地幔地球化學(xué)研究極為重要(Hart et al., 1974; Verma, 1992; Hofmann, 2003; Nobre Silva et al., 2009, 2010)。

Hart et al. (1974)認(rèn)識(shí)到海水蝕變對(duì)洋脊玄武巖(MORB)的微量元素和Sr同位素的影響。他們分別對(duì)海底枕狀玄武巖的核部、核邊過(guò)渡帶、邊緣部分以及其中的斜長(zhǎng)石斑晶進(jìn)行Sr同位素分析, 結(jié)果表明, 斜長(zhǎng)石斑晶的Sr同位素(0.70263±0.00013)是最低的, 因此認(rèn)為斜長(zhǎng)石斑晶的Sr同位素可以代表巖石的原始Sr同位素組成。然而, 看似沒(méi)有發(fā)生蝕變的枕狀玄武巖的核部卻出現(xiàn)較高的Sr同位素(0.70314±0.00010), 這說(shuō)明看起來(lái)新鮮的樣品實(shí)際上也有可能和海水發(fā)生Sr同位素的交換; 玄武巖的核邊過(guò)渡帶部分具有最高的Sr同位素組成(0.70337±0.00007), 且出現(xiàn)了高K含量的綠色次生黏土礦物; 而玄武巖的邊部也出現(xiàn)了較高的Sr同位素(0.70291±0.00008), 這說(shuō)明海水對(duì)大洋玄武巖的蝕變影響是非常復(fù)雜的。此后的研究發(fā)現(xiàn)海水對(duì)大洋玄武巖的蝕變影響是非常普遍的(Hawkesworth and Morrison, 1978; Piepgras and Wasserburg, 1980; Verma, 1992; Schiano et al., 1997; Weis et al., 2005; Hanano et al., 2009; Nobre Silva et al., 2010; Todd et al., 2015), 并認(rèn)識(shí)到對(duì)玄武巖樣品的酸洗預(yù)處理可以消除次生蝕變礦物的影響(Hanano et al., 2009)。因此, 為了反映大洋玄武巖母巖漿和地幔源區(qū)的同位素組成信息, 對(duì)樣品進(jìn)行必要的預(yù)處理再進(jìn)行后續(xù)的同位素分析測(cè)試, 已成為大洋玄武巖巖石樣品處理的常規(guī)流程(Dupré and Allègre, 1980, 1983;Piepgras and Wasserburg, 1980; McDonough, 1991; Weis and Frey, 1996; Rehk?mper and Mezger, 2000; Weis et al., 2005; Thompson et al., 2008; Hanano et al., 2009; Nobre Silva et al., 2009, 2010; Todd et al., 2015; Yang et al., 2017)。

為了得到真實(shí)的未經(jīng)蝕變的巖石的同位素組成, 前人常通過(guò)酸洗的方法來(lái)消除大洋玄武巖的蝕變帶來(lái)的影響(McDonough, 1991; Weis and Frey, 1996; Weis et al., 2005; Nobre Silva et al., 2010; Yang et al., 2013; Zhang et al., 2017, 2018; Wang et al., 2018; Wei et al., 2020)。Hanano et al. (2009)研究發(fā)現(xiàn), 蝕變程度較低的夏威夷(Hawaii)洋島玄武巖(OIB)未經(jīng)酸洗處理和酸洗處理后的同一樣品的Pb同位素差異非常大, 說(shuō)明即使是外表看起來(lái)比較新鮮的大洋玄武巖依然要進(jìn)行酸洗處理。因此, 本文系統(tǒng)匯總了前人對(duì)于大洋玄武巖酸洗前后的Sr-Nd-Pb-Hf同位素?cái)?shù)據(jù), 并對(duì)西南印度洋脊(SWIR)玄武巖樣品進(jìn)行了酸洗前的Sr-Nd同位素分析, 酸洗后的數(shù)據(jù)已在Yang et al. (2013, 2017)中發(fā)表, 綜合討論酸洗預(yù)處理對(duì)大洋玄武巖樣品Sr-Nd-Pb-Hf同位素的影響。

1 酸洗可消除大洋玄武巖中次生 礦物對(duì)同位素組成的影響

前人對(duì)蝕變的大洋玄武巖做過(guò)大量的研究, 發(fā)現(xiàn)經(jīng)受海水蝕變的大洋玄武巖比新鮮的大洋玄武巖更富集流體活動(dòng)性元素, 如Rb、Cs、Ba、K、Li等(Verma, 1992), 這是由于洋殼會(huì)與海水發(fā)生相互作用, 形成次生礦物。這些次生礦物會(huì)顯著影響玄武巖的同位素組成, 尤其是Sr和Pb同位素(Hart et al., 1974; Verma, 1992; Hanano et al., 2009; Nobre Silva et al., 2010)。如果大洋樣品是以鉆探方式獲取, 那么鉆探使用的鉆井泥漿還可能會(huì)導(dǎo)致玄武巖具有更高的放射性成因的Pb同位素(Hanano et al., 2009; Nobre Silva et al., 2009, 2010)。

Hanano et al. (2009)對(duì)來(lái)自夏威夷和凱爾蓋朗(Kerguelen)兩個(gè)地區(qū)的蝕變較弱的洋島玄武巖進(jìn)行研究, 利用掃描電子顯微鏡(SEM)和X射線(xiàn)衍射法(XRD)分析了經(jīng)過(guò)6 mol/L HCl酸洗和未酸洗樣品的蝕變礦物相的組成。研究發(fā)現(xiàn), 即使是肉眼和顯微鏡下看起來(lái)新鮮的水下噴發(fā)的洋島玄武巖(圖1a), 仍然含有硅酸鹽礦物(如蒙脫石±滑石、蛇紋石、綠泥石、綠鱗石、魚(yú)眼石)及鐵錳氧化礦物(如針鐵礦、軟錳礦、黃鐵礦、黃銅礦)等次生礦物相(圖1b、c), 而經(jīng)過(guò)酸洗處理之后樣品中的次生礦物基本消失(圖1d、e)。實(shí)驗(yàn)結(jié)果顯示, 該樣品酸洗前后的Pb同位素差別很大,206Pb/204Pb、207Pb/204Pb、208Pb/204Pb值分別從酸洗前的18.495、15.570、38.468降到酸洗后的18.179、15.457、37.971, 其變化遠(yuǎn)超測(cè)試的誤差范圍。因此, 次生礦物會(huì)影響大洋玄武巖的地球化學(xué)組成, 未酸洗的大洋玄武巖樣品的同位素組成不能反映其地幔源區(qū)的信息, 而酸洗過(guò)程可以有效消除海水蝕變產(chǎn)生的次生礦物的影響。

(a) 來(lái)自夏威夷水下噴發(fā)的洋島玄武巖的顯微照片, 橄欖石未蝕變, 周?chē)|(zhì)發(fā)生微弱蝕變; (b)、(c) 該樣品的背散射電子圖像及次生礦物的X射線(xiàn)衍射分析結(jié)果, 基質(zhì)中有大量的鐵錳氧化礦物(軟錳礦)以及橙玄玻璃(蒙脫石)等蝕變礦物存在; (d) 酸洗前后XRD結(jié)果對(duì)比表明酸洗后玄武巖樣品中蝕變礦物蒙脫石和綠鱗石被有效去除; (e) 酸洗前后XRD結(jié)果對(duì)比表明酸洗后沸石、黏土和蛇紋石被有效去除。礦物名稱(chēng)縮寫(xiě): ol. 橄欖石; cpx. 單斜輝石; plag. 斜長(zhǎng)石。

1.1 Sr同位素

在酸洗研究中, 前人發(fā)現(xiàn)用6 mol/L的HCl清洗大洋玄武巖樣品, 可以將其中的蝕變礦物清洗干凈, 排除掉海水蝕變對(duì)巖石樣品的影響, 從而獲得能夠代表大洋玄武巖的相對(duì)原始的Sr同位素組成(McDonough, 1991; Weis and Frey, 1996)。關(guān)于Sr同位素酸洗實(shí)驗(yàn)的數(shù)據(jù)見(jiàn)表1和圖2, 包括西南印度洋洋脊玄武巖樣品(本文和Yang et al., 2017)、中美洲墨西哥(Mexico)以西的太平洋10～15 Ma洋殼玄武巖樣品(Verma, 1992), 以及來(lái)自于夏威夷和凱爾蓋朗地區(qū)的洋島玄武巖樣品(Nobre Silva et al., 2010)。結(jié)果表明, 酸洗之后和未酸洗的MORB和OIB的87Sr/86Sr組成差別很大。酸洗之后樣品的87Sr/86Sr值明顯低于未酸洗的樣品。由于海水的87Sr/86Sr值(0.70918; Thomas et al., 1996)較高, 因此未酸洗樣品的87Sr/86Sr值偏高是由于受到海水蝕變的影響。Verma (1992)通過(guò)對(duì)來(lái)自中美洲墨西哥以西的太平洋老洋中脊玄武巖樣品進(jìn)行分析, 認(rèn)為蝕變程度越高, 酸洗處理前后的Sr同位素的變化越大。除此之外, 即使是蝕變程度較低的玄武巖也會(huì)有一些變化。因此本研究建議, 在進(jìn)行大洋玄武巖樣品的Sr同位素分析時(shí), 需要對(duì)樣品進(jìn)行酸洗預(yù)處理。

表1 大洋玄武巖樣品酸洗前后的Sr同位素組成匯總

注: a. 鉆探樣品。本文數(shù)據(jù)分析方法: 本次研究對(duì)12件來(lái)自西南印度洋的枕狀玄武巖和玻璃的粉末樣品未經(jīng)酸洗直接進(jìn)行Sr-Nd同位素分析。樣品在中國(guó)科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所同位素地球化學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室處理，使用Neptune多接收等離子質(zhì)譜儀測(cè)試。Sr和Nd同位素分餾分別使用86Sr/88Sr=0.1194和146Nd/144Nd=0.7219進(jìn)行校正。標(biāo)樣NBS987和JNdi-1的87Sr/86Sr=0.710265±0.000016(2σ,=11)和143Nd/144Nd= 0.512089±0.000013(2σ,=18)。Sr總的分析空白<1 ng, Nd<60 pg。為了便于比較, 所有的樣品的Sr和Nd同位素?cái)?shù)據(jù)分別用NBS987=0.71025和JNdi-1=0.512115進(jìn)行標(biāo)準(zhǔn)化。所有樣品的數(shù)據(jù)重現(xiàn)性?xún)?yōu)于0.01%, 地球化學(xué)分析方法一致獲得的BCR-2和BHVO-2等標(biāo)樣的測(cè)量結(jié)果與美國(guó)地質(zhì)調(diào)查局的推薦值和GeoReM網(wǎng)站(http://georem.mpch-mainz.gwdg.de/)的公布值相符(BCR-2:87Sr/86Sr=0.705042±0.0000016(2σ),143Nd/144Nd=0.512629±0.000006(2σ); BHVO-2:87Sr/86Sr=0.703514±0.000010(2σ),143Nd/144Nd=0.512989±0.000008(2σ))(Weis et al., 2005, 2006)。

圖2 大洋玄武巖樣品酸洗前后的Sr同位素組成對(duì)比(數(shù)據(jù)來(lái)源見(jiàn)表1)

1.2 Nd同位素

本文統(tǒng)計(jì)了加勒比(Caribbean)和戈?duì)柛昙{(Gorgona)海底高原(Thompson et al., 2008)、西南印度洋(Yang et al., 2017及本文)和墨西哥東部的洋中脊玄武巖(Verma, 1992), 以及來(lái)自夏威夷和凱爾蓋朗的洋島玄武巖(Nobre Silva et al., 2010)的Nd同位素?cái)?shù)據(jù), 結(jié)果見(jiàn)表2和圖3。Verma (1992)對(duì)比了酸洗洋中脊玄武巖前后的Nd同位素變化, 發(fā)現(xiàn)酸洗后的樣品Nd同位素發(fā)生了小范圍的升高,由于海水的Nd同位素組成較低(印度洋海水的143Nd/144Nd值平均為0.5123; Piepgras and Wasserburg, 1980), 因此推測(cè)洋中脊玄武巖的Nd同位素降低是海水蝕變導(dǎo)致的。Thompson et al. (2008)研究加勒比海底高原的MORB時(shí), 發(fā)現(xiàn)海水蝕變會(huì)在MORB中產(chǎn)生次生礦物相蒙脫石, 從而導(dǎo)致巖石的Nd同位素降低。統(tǒng)計(jì)結(jié)果也表明, 經(jīng)過(guò)酸洗處理后, MORB的Nd同位素值要高于未酸洗處理的MORB, 也驗(yàn)證了海水蝕變會(huì)使大洋巖石樣品的Nd同位素降低這一認(rèn)識(shí)。

表2 大洋玄武巖樣品酸洗前后的Nd同位素組成匯總

注: a. 鉆探樣品。

綜上所述, 雖然一般認(rèn)為Nd是高場(chǎng)強(qiáng)且流體不活動(dòng)性元素, 具有相對(duì)的抗海水蝕變性(Verma, 1992; Staudigel et al., 1995; Nobre Silva et al., 2010), 但也有一些研究表明, Nd在熱液蝕變過(guò)程中具有一定的活動(dòng)性(Staudigel et al., 1995; Cotten et al., 1995; Kempton et al., 2002), 海水蝕變?cè)谝恍┨厥獾沫h(huán)境下會(huì)對(duì)大洋玄武巖的143Nd/144Nd值產(chǎn)生影響(Kempton et al., 2002; Thompson et al., 2008), 從而改變巖石的Nd同位素組成。因此, 本研究建議, 在進(jìn)行大洋巖石的Nd同位素分析時(shí), 同樣需要對(duì)樣品進(jìn)行酸洗預(yù)處理。

圖3 大洋玄武巖樣品酸洗前后的Nd同位素組成對(duì)比(數(shù)據(jù)來(lái)源見(jiàn)表2)

1.3 Pb同位素

大洋玄武巖的Pb同位素體系對(duì)分析玄武巖的地幔源區(qū)組成極其重要(Dupré and Allègre, 1980, 1983; White, 1985; Hart et al., 1989; Meyzen et al., 2005)。然而, Pb是流體活動(dòng)性元素, 在巖漿噴出海底時(shí)會(huì)經(jīng)歷海水蝕變和其他變質(zhì)作用的影響(Verma, 1992; Hanano et al., 2009; Todd et al., 2015), 從而改變其原本攜帶的地幔深部巖漿的Pb同位素。Verma (1992)發(fā)現(xiàn), 海水蝕變會(huì)導(dǎo)致巖石邊緣出現(xiàn)黃棕色的蝕變邊, 蝕變邊中的部分橄欖石被伊丁石和少量黏土替代, 因此MORB全巖或者玄武玻璃的Pb含量會(huì)有所增加, 而Pb含量的增加和Pb同位素的變化具有協(xié)同性。Nobre Silva et al. (2009)研究凱爾蓋朗和夏威夷洋島玄武巖的Pb同位素時(shí)發(fā)現(xiàn), 酸洗次數(shù)增加會(huì)顯著提高OIB巖石樣品的Pb同位素測(cè)試的重現(xiàn)性。

來(lái)自中美洲墨西哥以西的太平洋10～15 Ma洋殼玄武巖樣品(Verma, 1992), 以及夏威夷與凱爾蓋朗地區(qū)(Nobre Silva et al., 2009)和魯魯土島(Rurutu)和Sasha海山(McDonough, 1991)玄武巖樣品的Pb同位素特征見(jiàn)表3和圖4。結(jié)果顯示, 酸洗后的大洋玄武巖樣品的Pb同位素比值會(huì)出現(xiàn)變高和變低兩種情況, 指示海水蝕變等作用產(chǎn)生的次生礦物可能高于或者低于巖石本身的Pb同位素比值。此外, 大洋鉆探獲取的樣品的Pb同位素組成還可能受到鉆井泥漿的污染(Verma, 1992; Hanano et al., 2009; Nobre Silva et al., 2009)。綜上所述, 在對(duì)大洋巖石樣品的Pb同位素分析之前, 需要對(duì)其進(jìn)行酸洗預(yù)處理, 才能夠消除海水蝕變的污染。

表3 大洋玄武巖樣品酸洗前后的Pb同位素組成匯總

注: a 鉆探樣品。

1.4 Hf同位素

Hf是高場(chǎng)強(qiáng)元素(Verma, 1992; Staudigel et al., 1995; Lassiter et al., 1996; Mattielli et al., 2002), 海水蝕變對(duì)Hf同位素體系影響較小(Stalder et al., 1998; Kempton et al., 2000; Thompson et al., 2008)。本文統(tǒng)計(jì)了前人研究的大洋火山巖的Hf同位素酸洗實(shí)驗(yàn)的對(duì)比數(shù)據(jù)(表4; 圖5), 樣品分別來(lái)自于加勒比和戈?duì)柛昙{海底高原(Thompson et al., 2008), 以及夏威夷和凱爾蓋朗島(Nobre Silva et al., 2010)。結(jié)果顯示這些樣品的Hf同位素在酸洗前后沒(méi)有發(fā)生明顯變化, 只有一個(gè)樣品的176Hf/177Hf 值在酸洗后稍有降低, 其他樣品的變化都在誤差范圍內(nèi)。因此, 本文認(rèn)為海水蝕變對(duì)Hf同位素體系影響較小, 在進(jìn)行大洋巖石的Hf同位素分析時(shí)可以不進(jìn)行酸洗處理。

2 大洋玄武巖酸洗流程的研究現(xiàn)狀

McDonough (1991)研究魯魯土島和Sasha海山玄武巖的Pb同位素污染問(wèn)題時(shí)就已經(jīng)系統(tǒng)地提出大洋玄武巖的酸洗方法。經(jīng)過(guò)近30年來(lái)的相關(guān)研究, 關(guān)于酸洗的流程也越發(fā)成熟。對(duì)不同的樣品進(jìn)行不同的同位素測(cè)試前, 雖然酸洗方法存在一定差異, 但多數(shù)采用的是Weis and Frey (1996)的方法, 該方法可以較好地消除大洋玄武巖中的次生礦物的影響。

2.1 酸的種類(lèi)、濃度、時(shí)間和溫度

為了獲得未蝕變前大洋玄武巖的同位素組成, 前人對(duì)樣品進(jìn)行了不同的酸洗實(shí)驗(yàn), 使用的酸的種類(lèi)、濃度、酸洗步驟和溫度都存在差異。其中HCl、HNO3、HF、CH3COOH和HBr都曾被用來(lái)對(duì)大洋玄武巖進(jìn)行酸洗, 其中HCl是最常用的酸洗試劑(McDonough, 1991; Weis and Frey, 1996; Baker et al., 2004; Weis et al., 2005, 2006; Thompson et al., 2008; Hanano et al., 2009; Nobre Silva et al., 2009, 2010; Todd et al., 2015; Yang et al., 2017; Zhang et al., 2017)。前人曾使用CH3COOH去除碳酸鹽巖組分, 使用HBr去除硫化物(Jones et al., 2000; Collerson et al., 2002), 是為了專(zhuān)門(mén)測(cè)量碳酸鹽巖淋濾液或硫化物淋濾液中的同位素組成, 但是并沒(méi)有相關(guān)證據(jù)表明CH3COOH和HBr也可以去除海水蝕變形成的黏土和其他次生硅酸鹽巖礦物。McDonough (1991)對(duì)HCl的濃度和酸洗效果進(jìn)行了實(shí)驗(yàn)分析, 發(fā)現(xiàn)1 mol/L HCl和3 mol/L HCl的酸洗效果不是很理想(當(dāng)最后一次酸洗得到的酸洗淋濾液和酸洗殘存物的同位素在同一范圍內(nèi), 則認(rèn)為達(dá)到酸洗效果), 而使用6 mol/L HCl的酸洗淋濾液和殘存物的Pb同位素組成相似, 說(shuō)明6 mol/L的強(qiáng)酸才可以去除巖石中的蝕變礦物。此外, 雖然不同種類(lèi)酸的酸洗實(shí)驗(yàn)都獲得良好的同位素?cái)?shù)據(jù)的重現(xiàn)性(Baker et al., 2004; Weis et al., 2005; Jweda et al., 2015; Todd et al., 2015), 但酸洗重現(xiàn)性并不能直接說(shuō)明酸可以去除蝕變礦物, 而目前只有6 mol/L的HCl做過(guò)系統(tǒng)的酸洗前后樣品XRD的對(duì)比實(shí)驗(yàn), 驗(yàn)證其可以有效去除巖石中的蝕變礦物(Hanano et al., 2009), 而實(shí)際操作中也多使用HCl對(duì)大洋巖石樣品做酸洗預(yù)處理。

圖4 大洋玄武巖樣品酸洗前后的Pb同位素組成對(duì)比(數(shù)據(jù)來(lái)源見(jiàn)表3)

表4 大洋玄武巖樣品酸洗前后的Hf同位素組成匯總

注: a. 鉆探樣品。

圖5 大洋玄武巖樣品酸洗前后的Hf同位素組成對(duì)比(數(shù)據(jù)來(lái)源見(jiàn)表4)

盡管多數(shù)研究采用6 mol/L HCl對(duì)大洋玄武巖進(jìn)行酸洗, 然而, 對(duì)于酸洗的溫度和時(shí)長(zhǎng)并沒(méi)有統(tǒng)一認(rèn)識(shí)。酸洗的溫度范圍很大, 多集中在50～100 ℃(Baker et al., 2004; Weis et al., 2005, 2006; Thompson et al., 2008; Jweda et al., 2015; Todd et al., 2015), 最高的有140 ℃(Verma, 1992), 單次酸洗時(shí)長(zhǎng)從20 min到1 h, 次數(shù)不等。但是大部分研究并沒(méi)有評(píng)估不同酸洗方法下蝕變礦物是否被有效去除。目前僅有Hanano et al. (2009)使用XRD對(duì)酸洗實(shí)驗(yàn)中酸洗前后樣品中的蝕變礦物的種類(lèi)進(jìn)行評(píng)估。Nobre Silva et al. (2009, 2010)結(jié)合酸洗淋濾液和淋濾殘余固體的同位素?cái)?shù)據(jù)分析, 發(fā)現(xiàn)使用50 ℃的6 mol/L HCl進(jìn)行20 min的多次淋洗可以有效去除大洋巖石中蝕變礦物, 還原巖石蝕變前的同位素組成。因此可以合理推測(cè), 既然50 ℃的條件下可以達(dá)到酸洗效果, 那么更高溫度下(100 ℃)同樣可以。而溫度確實(shí)是影響酸洗時(shí)效的重要因素之一, 更高的溫度應(yīng)當(dāng)用時(shí)相對(duì)更少, 前人的研究中酸洗的總時(shí)長(zhǎng)均不少于1 h(Baker et al., 2004; Jweda et al., 2015; Thompson et al., 2008; Todd et al., 2015; Verma, 1992)。然而使用熱的HCl雖然可以減少總淋洗時(shí)間和工作量, 但會(huì)顯著增加溶解原生礦物的可能性, 損傷樣品, 因此不建議使用過(guò)高溫度的酸洗方法(Hanano et al., 2009)。

2.2 酸洗次數(shù)的影響

Nobre Silva et al. (2009, 2010)對(duì)夏威夷拉斑玄武巖和凱爾蓋朗洋島玄武巖進(jìn)行多次系統(tǒng)的酸洗研究實(shí)驗(yàn)。實(shí)驗(yàn)過(guò)程如下: 往巖石粉末中倒入10 mL的6 mol/L HCl, 并在50 ℃的溫度下超聲清洗20 min,然后倒出濾液。整個(gè)實(shí)驗(yàn)重復(fù)了6～14次, 并且每進(jìn)行一次酸洗實(shí)驗(yàn), 就分別測(cè)量酸洗淋濾液的Sr、Nd、Pb和Hf同位素組成及元素含量, 并測(cè)試了初始未酸洗和最終酸洗后殘存樣品的組成。本文選取具有代表性的Sr同位素多次酸洗的結(jié)果, 討論酸洗次數(shù)對(duì)大洋玄武巖Sr同位素組成的影響(圖6), 并匯總水下大洋玄武巖酸洗后的微量元素?cái)?shù)據(jù), 討論酸洗次數(shù)對(duì)大洋玄武巖的Sr、Nd、Pb和Hf元素含量的影響(圖7)。

圖6表明, 未酸洗巖石粉末的Sr同位素均高于酸洗殘存物; 總酸洗淋濾液的Sr同位素均高于未酸洗的巖石粉末。對(duì)于大多數(shù)較新鮮的大洋玄武巖(燒失量LOI=0.99%, 圖6a), 從第3次酸洗淋濾液開(kāi)始, 其后的Sr同位素和酸洗殘存物的Sr同位素在同一范圍內(nèi)。這說(shuō)明, 當(dāng)酸洗次數(shù)≥3時(shí), 樣品中的蝕變組分基本能清洗干凈, 此時(shí)酸洗殘存物的Sr同位素可以代表巖石的原始Sr同位素組成。除了Sr同位素之外, Nd、Hf和Pb同位素在酸洗過(guò)程中基本都表現(xiàn)出這種規(guī)律(Nobre Silva et al., 2009, 2010)。LOI>1%的樣品(圖6b), 需根據(jù)酸洗淋濾液的清澈程度逐步增加酸洗次數(shù)和時(shí)長(zhǎng)。

紅色空心圓圈是未酸洗處理的樣品的Sr同位素組成; 紅色實(shí)心圓圈為最終酸洗殘存物的Sr同位素組成; 綠色圓形是總的酸洗淋濾液的Sr同位素組成; 黃色圓形代表每一次酸洗結(jié)束后酸洗淋濾液的Sr同位素組成。數(shù)據(jù)來(lái)源于Nobre Silva et al., 2010。

各個(gè)階段元素質(zhì)量是通過(guò)初始樣品元素質(zhì)量減去酸洗淋濾液中該元素的質(zhì)量得到的。數(shù)據(jù)來(lái)源于Nobre Silva et al., 2009, 2010。

酸洗殘存物的微量元素含量占未酸洗樣品該元素含量的比例會(huì)隨酸洗次數(shù)的變化而變化(圖7), 結(jié)果顯示經(jīng)過(guò)3次酸洗實(shí)驗(yàn)之后, 樣品中的微量元素含量降低速率明顯減緩。此外, 相同元素在不同樣品酸洗時(shí)丟失的百分比含量并不相同, 不同元素在同一樣品酸洗時(shí)丟失的百分比含量也不相同, 這可能與樣品中元素的初始含量和蝕變程度有關(guān)。燒失量可以表示大洋玄武巖的蝕變程度。綜上所述, 本次研究建議, 在對(duì)大洋巖石樣品的同位素進(jìn)行分析之前, 應(yīng)該對(duì)樣品進(jìn)行至少3次左右酸洗預(yù)處理, 直至酸洗淋濾液變得無(wú)色透明為止。推薦每次淋洗后在上部淋濾液中的懸浮物沉淀前就及時(shí)倒掉上部淋濾液, 可以及時(shí)除去淋濾液中的細(xì)小顆粒物(大多為蝕變礦物)(Hanano et al., 2009), 有助于提高酸洗工作效率。

2.3 國(guó)際標(biāo)樣的酸洗研究

通常采用國(guó)際標(biāo)樣來(lái)檢測(cè)測(cè)量值和真實(shí)值之間的差距, 也可以檢測(cè)不同實(shí)驗(yàn)室測(cè)量結(jié)果的可靠性。因此, 國(guó)際標(biāo)樣的準(zhǔn)確測(cè)定, 對(duì)于衡量樣品同位素?cái)?shù)據(jù)的質(zhì)量至關(guān)重要。然而, 標(biāo)樣的同位素組成(主要是Pb同位素)可能會(huì)因?yàn)橹苽溥^(guò)程中發(fā)生的污染或其他因素, 而導(dǎo)致數(shù)據(jù)的重現(xiàn)性較差(Jweda et al., 2015; Todd et al., 2015), 因此前人提出國(guó)際標(biāo)樣的酸洗也是十分必要的。

以Pb同位素為例, 本文統(tǒng)計(jì)了常用的玄武巖國(guó)際標(biāo)樣BCR-2和BHVO-2的Pb同位素酸洗實(shí)驗(yàn)數(shù)據(jù)(表5; 圖8)。結(jié)果表明, 未酸洗和經(jīng)酸洗處理的標(biāo)樣的Pb同位素變化明顯, 尤其是BCR-2的206Pb/204Pb和208Pb/204Pb值, 以及BHVO-2的207Pb/204Pb值均顯著超出了分析誤差; 經(jīng)酸洗處理后兩個(gè)標(biāo)樣的Pb同位素的誤差小于未酸洗處理的誤差, 說(shuō)明酸洗能夠有效提高國(guó)際標(biāo)樣測(cè)試數(shù)據(jù)的精確度和準(zhǔn)確度。

綜上所述, 即使是國(guó)際標(biāo)樣, 未酸洗的樣品攜帶的同位素信息并不一定能夠代表其真實(shí)值, 且其得到的數(shù)據(jù)重現(xiàn)性低于酸洗樣品。因此, 在對(duì)大洋玄武巖進(jìn)行酸洗時(shí), 最好也同時(shí)對(duì)國(guó)際標(biāo)樣進(jìn)行酸洗預(yù)處理, 可以更好地監(jiān)控同位素分析全流程的精密度和準(zhǔn)確度。

表5 國(guó)際標(biāo)樣酸洗前后的Pb同位素組成匯總

注: 由于BCR-2和BHVO-2的Pb同位素?cái)?shù)據(jù)較多, 所有數(shù)據(jù)均使用平均值。

圖8 國(guó)際標(biāo)樣BCR-2和BHVO-2酸洗前后的Pb同位素組成對(duì)比(數(shù)據(jù)來(lái)源見(jiàn)表5)

3 關(guān)于大洋玄武巖樣品酸洗處理流程的新認(rèn)識(shí)

綜上所述, 本研究得到以下幾點(diǎn)認(rèn)識(shí): ①即使是外表看起來(lái)新鮮的大洋玄武巖和國(guó)際標(biāo)樣, 酸洗和未酸洗處理的Sr、Pb同位素組成均存在較大差異, Nd和Hf同位素受影響相對(duì)較小; ②酸洗所使用的酸種類(lèi)多達(dá)4種, 但酸的種類(lèi)對(duì)實(shí)驗(yàn)結(jié)果影響不大, HCl是最主要酸洗試劑; ③增加酸洗次數(shù)有助于得到精確度更高的數(shù)據(jù), 建議3次左右, 但前提是酸洗淋濾液變得足夠干凈, 否則需要增加酸洗次數(shù)或時(shí)長(zhǎng), 酸洗次數(shù)可以結(jié)合樣品的燒失量進(jìn)行估算。

大洋玄武巖的Sr、Pb同位素組成易受蝕變影響, 而Nd和Hf同位素受到的影響相對(duì)較小, 但我們建議在同位素分析之前都進(jìn)行酸洗預(yù)處理。尤其是當(dāng)樣品需要進(jìn)行Sr-Nd-Pb-Hf多種同位素分析時(shí), 建議用同一份酸洗后的樣品來(lái)進(jìn)行溶樣處理和后續(xù)的分析過(guò)程, 以確保不同同位素?cái)?shù)據(jù)之間的可對(duì)比性。

此外, 本文對(duì)大洋巖石樣品前處理(包括酸洗)的步驟進(jìn)行了總結(jié), 并提出以下可供參考的標(biāo)準(zhǔn)化實(shí)驗(yàn)方法:

(1) 樣品前處理

樣品前處理是地球化學(xué)分析實(shí)驗(yàn)中至關(guān)重要的一環(huán)。天然大洋玄武巖樣品可分為玄武巖全巖和玄武質(zhì)玻璃(玻璃一般為多見(jiàn)于海底產(chǎn)出的枕狀熔巖表層, 快冷淬火形成)兩種類(lèi)型。Todd et al. (2015)對(duì)全巖粉末和巖石玻璃碎片分別進(jìn)行酸洗實(shí)驗(yàn), 發(fā)現(xiàn)巖石玻璃碎片酸洗后再磨制粉末測(cè)得的Pb同位素?cái)?shù)據(jù)的重現(xiàn)性?xún)?yōu)于全巖樣品粉末。因此, 條件允許的情況下, 應(yīng)盡可能的選擇玻璃碎片進(jìn)行同位素分析。

對(duì)樣品進(jìn)行處理時(shí), 首先應(yīng)觀(guān)察巖石樣品手標(biāo)本的新鮮程度, 有無(wú)明顯蝕變, 并在顯微鏡下觀(guān)察薄片中原生礦物的蝕變程度以及有無(wú)次生礦物。選取新鮮且無(wú)明顯蝕變的樣品進(jìn)行碎樣, 碎至大小約2 mm的小顆粒, 再將碎好的小顆粒放在雙目鏡下進(jìn)行挑選, 剔除不新鮮的顆粒和礦物斑晶。若樣品不包含玻璃, 則可將挑選好的全巖樣品用Milli-Q水超聲清洗后烘干, 再用瑪瑙研缽將樣品研磨至200 μm。全巖樣品需磨制成粉末后再進(jìn)行酸洗。若樣品均為玻璃碎片, 即可以直接對(duì)約2 mm的玻璃碎片進(jìn)行酸洗, 之后用瑪瑙研缽磨制成粉末。

(2) 全巖粉末和玻璃碎片樣品酸洗流程

在進(jìn)行酸洗預(yù)處理時(shí), 需要根據(jù)酸洗回收率確定需要稱(chēng)量樣品的最小質(zhì)量。如, 夏威夷大洋玄武巖巖石粉末中Sr、Nd、Hf和Pb的回收率在10%～80% (Nobre Silva et al., 2009, 2010), 應(yīng)該稱(chēng)量至少2倍于常規(guī)質(zhì)量的樣品, 才能保證實(shí)驗(yàn)的精確度和準(zhǔn)確度, 而玻璃碎片的回收率在65%～95%之間, 高于巖石粉末(Todd et al., 2015)。因此, 需要根據(jù)樣品類(lèi)型進(jìn)行取樣。參照Hanano et al. (2009)和Nobra Silva et al. (2009, 2010)的實(shí)驗(yàn)流程, 本文推薦對(duì)巖石粉末或者玻璃碎片酸洗預(yù)處理時(shí), 按如下步驟進(jìn)行:

①取適量巖石粉末/玻璃碎片放入已經(jīng)酸洗過(guò)的15 mL離心管(燒杯)中;

②倒入10 mL 6 mol/L HCl在50 ℃水溫中超聲清洗20 min;

③每20 min可以觀(guān)察溶液的渾濁程度, 并在細(xì)小顆粒物沉淀之前及時(shí)倒掉含懸浮雜質(zhì)的溶液;

④步驟2～3重復(fù)3次左右, 直至上層液體干凈或淡黃色變成無(wú)色為止;

⑤待上層液體部分變得無(wú)色透明時(shí), 倒掉液體, 使用Milli-Q水清洗掉沉淀物中的過(guò)量的HCl;

⑥濾出巖石粉末, 并將其放置在120 ℃的烘干臺(tái)上烘干備做后續(xù)同位素分析。

4 結(jié) 論

大洋玄武巖在形成之后幾乎都會(huì)受到海水蝕變作用的影響, 在巖石中形成次生礦物, 導(dǎo)致其同位素組成發(fā)生變化。而X射線(xiàn)衍射分析結(jié)果顯示酸洗處理后的大洋巖石樣品可以有效洗掉次生蝕變礦物, 消除海水蝕變的影響, 從而更好地制約幔源巖漿的同位素組成。

通過(guò)收集前人已發(fā)表的大洋玄武巖樣品的同位素?cái)?shù)據(jù)以及本文測(cè)試的西南印度洋洋脊玄武巖的同位素?cái)?shù)據(jù)發(fā)現(xiàn), 酸洗處理和未酸洗處理的大洋玄武巖巖石樣品的Sr、Pb同位素組成出現(xiàn)顯著差異, Nd和Hf同位素變化相對(duì)較小, 這是因?yàn)榇笱笮鋷r的Sr和Pb同位素更容易受到海水蝕變過(guò)程的影響。酸洗后國(guó)際標(biāo)樣BCR-2和BHVO-2的Sr-Pb同位素?cái)?shù)據(jù)的重現(xiàn)性有明顯提高。因此, 當(dāng)樣品需要進(jìn)行Sr-Nd-Pb-Hf同位素的分析時(shí), 建議對(duì)樣品和國(guó)際標(biāo)樣一起進(jìn)行酸洗預(yù)處理。

最后, 本文給出了對(duì)大洋玄武巖巖石樣品進(jìn)行酸洗預(yù)處理的實(shí)驗(yàn)步驟, 對(duì)于絕大多數(shù)大洋玄武巖樣品的玻璃碎片或巖石粉末用6 mol/L HCl在50 ℃下至少進(jìn)行3次20 min酸洗預(yù)處理就可以去除海水蝕變對(duì)于玄武巖樣品同位素組成的影響。

致謝:感謝西北大學(xué)陳立輝教授和另一位匿名審稿專(zhuān)家建設(shè)性的評(píng)審意見(jiàn)。感謝中國(guó)科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所馬金龍正高級(jí)工程師和張樂(lè)高級(jí)工程師在實(shí)驗(yàn)測(cè)試分析過(guò)程中提供的幫助。謹(jǐn)以此文慶祝中國(guó)科學(xué)院青年創(chuàng)新促進(jìn)會(huì)成立十周年！

Baker J, Peate D, Waight T, Meyzen C. 2004. Pb isotopic analysis of standards and samples using a207Pb-204Pb double spike and thallium to correct for mass bias with a double-focusing MC-ICP-MS., 211(3–4): 275–303.

Cotten J, Le Dez A, Bau M, Caroff M, Maury R C, Dulski P, Fourcade S, Bohn M, Brousse R. 1995. Origin of anomalous rare-earth element and yttrium enrichments in subaerially exposed basalts: Evidence from French Polynesia., 119(1–4): 115–138.

Depaolo D J. 1981. Nd isotopic studies: Some new perspectives on Earth structure and evolution.,,62(14): 137–140.

Dupré B, Allègre C J. 1980. Pb-Sr-Nd isotopic correlation and the chemistry of the North Atlantic mantle., 286(5768): 17–22.

Dupré B, Allègre C J. 1983. Pb-Sr isotope variation in IndianOcean basalts and mixing phenomena.,303(5913): 142–146.

Hamelin B, Dupré B, Allègre C J. 1986. Pb-Sr-Nd isotopic data of Indian Ocean ridges: New evidence of large-scalemapping of mantle heterogeneities., 76(3–4): 288–298.

Hanano D, Scoates J S, Weis D. 2009. Alteration mineralogy and the effect of acid-leaching on the Pb-isotope systematics of ocean-island basalts.,94(1): 17–26.

Hart S R, Erlank A J, Kable E J D. 1974. Sea floor basalt alteration: Some chemical and Sr isotopic effects.,44(3): 219–230.

Hart W K, Woldegabriel G, Walter R C, Mertzman S A. 1989. Basaltic volcanism in Ethiopia: Constraints on continental rifting and mantle interactions., 94(B6), 7731.

Hawkesworth C J, Morrison M A. 1978. A reduction in87Sr/86Sr during basalt alteration.,276(5686): 381–383.

Hofmann A W. 1988. Chemical differentiation of the Earth: The relationship between mantle, continental crust, and oceanic crust., 90(3): 297–314.

Hofmann A W. 1997. Mantle geochemistry: The message from oceanic volcanism.,385: 219–229.

Hofmann A W. 2003. Sampling mantle heterogeneity through oceanic basalts: Isotopes and trace elements., 2: 1–44.

Jones C E, Halliday A N, Rea D K, Owen R M. 2000. Eolian inputs of lead to the North Pacific.,64(8): 1405–1416.

Jweda J, Bolge L, Class C, Goldstein S L. 2015. High precision Sr-Nd-Hf-Pb isotopic compositions of USGS referencematerial BCR-2., 40(1): 101–115.

Kempton P D, Fitton J G, Saunders A D, Nowell G M, Taylor R N, Hardarson B S, Pearson G. 2000. The iceland plume in space and time: A Sr-Nd-Pb-Hf study of the North Atlantic rifted margin., 177(3–4): 255–271.

Kempton P D, Pearce J A, Barry T L, Fitton J G, Langmuir C, Christie D M. 2002. Sr-Nd-Pb-Hf isotope results from ODP Leg 187: Evidence for mantle dynamics of the Australian-Antarctic discordance and origin of the Indian MORB source.,,, 3(12), 1074.

Lassiter J, DePaolo D, Tatsumoto M. 1996. Isotopic evolution of Mauna Kea volcano: Results from the initial phase of the Hawaii Scientific Drilling Project.:, 101(B5): 11769–11780.

Mattielli N, Weis D, Blichert-Toft J, Albarède F. 2002. Hf isotope evidence for a Miocene change in the Kerguelen mantle plume composition., 43(7): 1327–1339.

McDonough C. 1991. Sample contamination explains the Pb isotopic composition of some Rurutu island and Sasha seamount basalts., 105: 397–404.

Meyzen C M, Ludden J N, Humler E, Luais B, Toplis M J, Mével C, Storey M. 2005. New insights into the origin and distribution of the DUPAL isotope anomaly in the Indian Ocean mantle from MORB of the Southwest Indian Ridge.,,, 6(11), Q11K11.

Nobre Silva I G, Weis D, Barling J, Scoates J S. 2009. Leachingsystematics and matrix elimination for the determination of high-precision Pb isotope compositions of ocean island basalts.,,, 10(8), Q08012.

Nobre Silva I G, Weis D, Scoates J S. 2010. Effects of acid leaching on the Sr-Nd-Hf isotopic compositions of ocean island basalts.,,, 11(9), 09011.

Palacz Z A, Saunders A D. 1986. Coupled trace element and isotope enrichment in the Cook-Austral-Samoa islands, southwest Pacific., 79: 270–280.

Piepgras D J, Wasserburg G J. 1980. Neodymium isotopic variations in seawater., 50(1): 128–138.

Rehk?mper M, Mezger K. 2000. Investigation of matrix effects for Pb isotope ratio measurements by multiple collector ICP-MS: Verification and application of optimized analytical protocols., 15(11): 1451–1460.

Schiano P, Birck J L, Allègre C J. 1997. Osmium-strontium- neodymium-lead isotopic covariations in mid-ocean ridge basalt glasses and the heterogeneity of the upper mantle.,150(3–4): 363–379.

Stalder R, Foley S F, Brey G P, Horn I. 1998. Mineral-aqueous fluid partitioning of trace elements at 900–1200 ℃ and 3.0–5.7 GPa: New experimental data for garnet, clinopyroxene, and rutile, and implications for mantle metasomatism., 62(10): 1781–1801.

Staudigel H, Davies G R, Hart S R, Marchant K M, Smith B M. 1995. Large scale isotopic Sr, Nd and O isotopic anatomy of altered oceanic crust: DSDP/ODP sites 417/418.,130(1–4): 169–185.

Stracke A. 2012. Earth’s heterogeneous mantle: A product of convection-driven interaction between crust and mantle.,330: 274–299.

Stracke A, Hofmann A W, Hart S R. 2005. FOZO, HIMU, and the rest of the mantle zoo.,,,6(5), 1074.

Thomas D M, Paillet F L, Conrad M E. 1996. Hydrogeology of the Hawaii Scientific Drilling Project borehole KP-1: 2. Groundwater geochemistry and regional flow patterns.:,101(B5): 11683–11694.

Thompson P M E, Kempton P D, Kerr A C. 2008. Evaluation of the effects of alteration and leaching on Sm-Nd and Lu-Hf systematics in submarine mafic rocks., 104(1–4): 164–176.

Todd E, Stracke A, Scherer E E. 2015. Effects of simple acid leaching of crushed and powdered geological materials on high-precision Pb isotope analyses.,,,16(7): 2276–2302.

Verma S P. 1992. Seawater alteration effects on REE, K, Rb, Cs, Sr, U, Th, Pb and Sr-Nd-Pb isotope systematics of Mid-Ocean Ridge Basalt., 26(3): 159–177.

Wang X J, Chen L H, Hofmann A W, Hanyu T, Kawabata H, Zhong Y, Xie L W, Shi J H, Miyazaki T, Hirahara Y. 2018. Recycled ancient ghost carbonate in the Pitcairn mantle plume.,115(35): 8682–8687.

Weaver B L. 1991. The origin of ocean island basalt end-member compositions: Trace element and isotopic constraints., 104(2–4): 381–397.

Wei X, Zhang, G L, Castillo P R., Shi X F, Yan Q S, Guan Y L. 2020. New geochemical and Sr-Nd-Pb isotope evidence for FOZO and Azores plume components in the sources of DSDP Holes 559 and 561 MORBs., 557, 119858.

Weis D, Frey F A. 1996. Role of the Kerguelen Plume in generating the eastern Indian Ocean seafloor.:, 101(B6): 13831– 13849.

Weis D, Kieffer B, Maerschalk C, Barling J, De Jong J, Williams G A, Hanano D, Pretorius W, Mattielli N, Scoates J S, Goolaerts A, Friedman R M, Mahoney J B. 2006. High-precision isotopic characterization of USGS reference materials by TIMS and MC-ICP-MS.,,, 7(8), Q08006.

Weis D, Kieffer B, Maerschalk C, Pretorius W, Barling J. 2005. High-precision Pb-Sr-Nd-Hf isotopic characterization of USGS BHVO-1 and BHVO-2 reference materials.,,,6(2), Q02002.

White W M. 1985. Sources of oceanic basalts: Radiogenic isotopie evidence., 13: 115–118.

White W M, Hofmann A W. 1982. Sr and Nd isotope geochemistry of oceanic basalts and mantle evolution.,296(5860): 821–825.

Yang A Y, Zhao T P, Zhou M F, Deng X G, Wang G Q, Li J. 2013. Os isotopic compositions of MORBs from the ultra-slow spreading Southwest Indian Ridge: Constraints on the assimilation and fractional crystallization (AFC) processes.,179: 28–35.

Yang A Y, Zhao T P, Zhou M F, Deng X G. 2017. Isotopically enriched N-MORB: A new geochemical signature of off-axis plume-ridge interaction — A case study at 50°28′E, Southwest Indian Ridge.:, 122(1): 191–213.

Zhang G L, Chen L H, Jackson M G, Hofmann A W. 2017. Evolution of carbonated melt to alkali basalt in the South China Sea., 10(3): 229–235.

Zhang G L, Sun W D, Seward G. 2018. Mantle source and magmatic evolution of the dying spreading ridge in the South China Sea.,,, 19(11): 4385–4399.

Zindler A, Hart S. 1986. Chemical geodynamics., 14(1): 493–571.

Effects of acid leaching on the Sr-Nd-Pb-Hf isotopic compositions of oceanic basalts

ZHANG Shaowei1, 2, 3, ZHAO Siyu1, 2, 3, YANG Alexandra Yang1, 3*, ZHAO Taiping3, 4

(1. State Key Laboratory of Isotope Geochemistry, Guangzhou Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 510640, Guangdong, China; 2.College of Earth and Planetary Sciences, University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China; 3. CAS Center for Excellence in Deep Earth Science, Guangzhou 510640, Guangdong, China; 4. CAS Key Laboratory of Mineralogy and Metallogeny, Guangzhou Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 510640, Guangdong, China)

BasalticSr-Nd-Pb-Hf isotopes can be used to identify mantle source compositions. More than 90% of mantle-derived magma on Earth originates from the seafloor; thus our current understanding on mantle geochemistry is predominantly based on studies that focus on these submarine basalts. However, upon the eruption of mantle-derived magma at the seafloor, these basalts inevitably interact with seawater, leading to variations in their isotopic compositions. X-ray diffraction analyses of submarine basalt samples before and after acid leaching suggest that acid leaching can remove the secondary minerals and eliminate the potential influence of seawater alteration on the isotopic systems of the samples. This paper presents a systematic overview on the effects of acid leaching on the Sr-Nd-Pb-Hf isotopic compositions of submarine basalts with data from literature and new Sr and Nd isotopic data of mid-ocean ridge basalts from the Southwest Indian Ridge, indicating that Sr-Pb isotopic compositions show much larger variations after leaching compared to Nd-Hf isotopes. Acid leaching on international standard samples, such as BCR-2 and BHVO-2, significantly improved the reproducibility of their Sr-Pb isotopic data. Therefore, when the Sr-Nd-Pb-Hf isotopic compositions of oceanic igneous rocks are used to constrain their parent magma and mantle source compositions, acid leaching pretreatment of the samples together with international standards is recommended. Furthermore, this paper discusses the influence of different leaching procedures on the leaching efficiency and suggests leaching glass chips or sample powders of submarine basalts in 6 mol/L HCl at least three times (20 min each) to remove the influence of seawater alteration on their Sr-Nd-Pb-Hf isotopic compositions.

oceanic basalts; acid leaching; Sr-Nd-Pb-Hf isotope; seawater alteration

P736;P597

A

0379-1726(2022)04-0404-13

10.19700/j.0379-1726.2022.04.003

2022-01-04;

2022-07-04

中國(guó)科學(xué)院青年創(chuàng)新促進(jìn)會(huì)項(xiàng)目(2020349)資助。

張少威(1996–), 男, 博士研究生, 礦物學(xué)、巖石學(xué)、礦床學(xué)專(zhuān)業(yè)。E-mail: zsw46jx@163.com

楊陽(yáng)(1986–), 女, 副研究員, 從事與大洋板塊相關(guān)的幔源巖漿研究。E-mail: yangyang@gig.ac.cn